rocas metamÓrficas parcial 2

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ROCAS METAMRFICAS

Las rocas metamrficas pueden proceder de rocas gneas, sedimentarias o de otras metamrficas en una nueva formacin rocosa. Como las gneas, son duras y consistentes con una estructura predominante. El metamorfismo toma muchas formas por la diversidad de causas que lo producen. Una clasificacin gentica (por el origen) del metamorfismo distingue entre metamorfismo de contacto, debido al calor, metamorfismo dinmico o cataclstico, debido a presiones dirigidas, y metamorfismo regional, la forma ms importante, donde se produce una transformacin extensa y profunda por la accin simultnea de temperaturas y presiones altas, como ocurre en bordes de placa convergentes. Hay adems un metamorfismo hidrotermal, debido a la penetracin de fluidos calientes y qumicamente activos, y un metamorfismo de impacto, un fenmeno localizado que se produce por el choque de blidos contra la superficie rocosa del planeta. Los minerales presentes en estas rocas son los mismos que se observan en las gneas y sedimentarias con excepcin de unas pocas formadas por recristalizacin, sustitucin o por efecto de la elevada temperatura.

Las transformaciones tienen lugar en las profundidades de la corteza terrestre en determinadas condiciones de presin y temperatura, y comprenden procesos de cristalizacin, cambios mineralgicos, de textura y de estructura. Los diferentes tipos de metamorfismo dan lugar a rocas con diferentes caractersticas. La estratificacin de grnulos minerales chatos en un plano nico, que confiere a la roca cierta tendencia a hendirse en dicha direccin, recibe el nombre de foliacin, que es una de las principales caracterstica de estas rocas. El grado de metamorfismo depende de la cantidad de calor y presin a que son sometidas: el esquisto se metamorfiza en pizarra a baja temperatura, Si es calentado a temperatura ms elevada, que logre recristalizar los minerales arcillosos en laminillas de mica, se metamorfiza en una filita. Si la temperatura y presin son tan elevadas que permitan una recristalizacin completa dar lugar a un gneis. Los agentes del metamorfismo son: la presin, la temperatura y los fluidos circulantes qumicamente activos.

Durante el metamorfismo se forman unos minerales estables a las nuevas condiciones de presin y temperatura llamados indicadores. El paso a estos minerales puede ser debido a un cambio polimorfo y por la reaccin entre dos minerales. Los minerales residuales estables son aquellos que siguen siendo estables en las nuevas condiciones de presin y temperatura (las anteriores al metamorfismo). Los minerales residuales metaestables son aquellos anteriores al metamorfismo que no son estables a las nuevas condiciones de presin y temperatura pero que permanecen por no haberse transformado todava (debido a una lenta velocidad de reaccin). Las rocas metamrficas adquieren una textura que las diferencia de las otras. Efectos de la temperatura: La temperatura aumenta con la profundidad, esto es a lo que se llama gradiente geotrmico (hasta los 30 kms.). Un lugar de gradiente geotrmico alto son las dorsales y uno bajo las zonas de subducin. Tambin puede aumentar la temperatura por estar prxima a una intrusin magmtica y por la friccin con una falla. Algunos minerales, debido a la temperatura, aumentan de volumen, otros expulsan voltiles (CO2 o H2O). Se forman minerales a partir de reacciones endotrmicas. Aumenta la velocidad de reaccin cuanta ms temperatura Efectos de la presin: La presin aumenta con la profundidad. La presin de confinamiento es la suma de la presin litosttica ( o de carga de todos los materiales que estn encima) ms la presin de fluidos (en poros y rocas), suele ser agua y petroleo. La presin se mide en kilobares (Kb), un bar = una atmsfera. Para que se inicie el metamorfismo la presin tiene que ser de dos kilobares.

Existe otro tipo de presin; la presin dirigida es aquella producida por esfuerzos tectnicos en una determinada direccin. Efectos de la presin litosttica: Deshidratacin de los minerales: perdida del agua de la estructura mineral. Recristalizacin: se producen en las zonas de menor presin y la cristalizacin en las zonas de mayor presin por disolucin Formacin de materiales ms densos. Efectos de las presiones dirigidas: Los minerales se orientan de manera perpendicular en la direccin del esfuerzo, aparecen planos de exfoliacin, pizarrosidad y esquistosidad (estos dos ltimos borran los planos de estratificacin). Se produce recristalizacin. Hay una formacin de minerales densos pero que estn orientados. Concepto de zona, facies e isgrada: Zona: Los minerales indicadores son estables en unas determinadas condiciones de presin ytemperatura que nos indican el grado alcanzado por el metamorfismo, los cuales delimitan zonas metamrficas. Son regiones cuyas rocas contienen un mineral indicador determinado el cual seala las condiciones de metamorfismo que alcanzaron las rocas de dicha zona.

Isgrada: son superficies de separacin de zonas metamrficas consecutivas, representansuperficies donde se alcanzo el mismo grado metamrfico.

Durante el metamorfismo de rocas distintas (calizas, basaltos) no se forman los mismos minerales indicadores que durante el metamorfismo de las arcillas, aunque las condiciones de metamorfismo hayan sido iguales. Facies: corresponde a un grupo de minerales pertenecientes a una o varias paragnesisminerales formadas segn unas condiciones de presin y temperatura determinadas y una composicin qumica dada.

Esta idea se fue complicando, las facies fueron divididas en innumerables subfacies. Al final se ha pasado de hablar de facies a hablar de grados metamrficos: muy bajo,bajo, medio y alto.

Las rocas metamrficas se pueden clasificar segn su:

SEGN SU PRODUCCION, el metamorfismo se puede clasificar en: DINAMOTERMICO O REGIONAL, si se produce como resultado tanto de la presin comode la temperatura. Este tipo de metamorfismo se halla en relacin con procesos geolgicos en gran escala y tiene lugar en zonas tectnicamente activas de la corteza. Puede afectar a zonas de centenares de kilmetros de longitud.

TERMICO O DE CONTACTO, si es por causa del calor o la intrusin de rocas gneas. Estasintrusiones, o extrusiones magmticas, por sus elevadas temperaturas producen cambios en la roca encajante, o roca en la que entran en contacto. El metamorfismo de contacto suele tener un carcter ms bien local.

METAMORFISMO DINMICO: El metamorfismo dinmico es una forma secundaria demetamorfismo que se da cuando las rocas son comprimidas a causa de los grandes movimientos de la corteza terrestre, en especial a lo largo de sistemas de fallas. Grandes masas de roca se superponen a otras rocas y, en los puntos donde entran en contacto, se forman unas rocas metamrficas denominadas milonitas.

DE ACUERDO A LA ROCA DE LA QUE PROCEDEN se dividen en: ORTOMETAMORFICAS:Pertenecen a este grupo las que se forman a partir de rocas gneas.

PARAMETAMORFICAS:Son las que se forman a partir de rocas sedimentarias.

SEGN SU FOLIACION, Las rocas metamrficas se clasifican en dos grupos principalesbasados en la presencia o ausencia de foliacin:

FOLIADAS Y NO FOLIADAS. Existen tres variedades principales de foliacin: Gnisica o bandeada: (gneis) es un tipo de foliacin imperfecto y tosco, donde laestratificacin se manifiesta en forma de bandas definidas, de espesor regular, formadas por distintos materiales. Las ms anchas estn constituidas generalmente por feldespats.

Esquistosa o de buena foliacin: (esquisto) La foliacin se ha originado como consecuenciade la disposicin en capas paralelas de minerales de forma plana, como por ejemplo, las micas. Las bandas son regulares, planas y de espesor medio.

Clivaje pizarroso: Es la tendencia de una roca a hendirse en planchas lisas, como las pizarras.Los minerales componentes son tan pequeos que no se pueden percibir a simple vista; no obstante el clivaje es consecuencia de la distribucin en planos paralelos de numerosos grnulos minerales microscpicos. Las bandas son finas regulares y planas.

Algunas rocas metamrficas no son foliadas y su criterio de clasificacin para este grupo se basa en el mineral predominante, Entre ellas se encuentra el mrmol,

donde predominan la calcita y la dolomita, y la cuarcita, cuyo mineral predominante es elcuarzo.

Principales rocas metamrficas: Gneis.- de textura masiva y estructura lenticular. Es la roca metamrfica de grano ms grueso,rico en feldespato y cuarzo, son ms granulares y de colores claros que las ricas en micas, biotitas, anfboles, etc.

Pizarras.- Es la roca de grano fino, contiene grafito, hierro y manganeso. Tiene una texturafoliada, estructura hojosa y est compuesta de diversos tipos de minerales prismticos (muscovita, biotita).

Mrmol.- De textura granular y estructura grantica, provienen de rocas carbonatadas, seproduce por el metamorfismo de calizas o dolomias, contiene minerales como la calcita y dolomita. El color de los mrmoles es variable, aunque si la roca es un mrmol puro de calcita o dolomita, es generalmente blanco. Diversas impurezas dan lugar a distintos tonos, alguno de los cuales son muy atractivos y dan valor a la piedra. Son frecuentes los tonos verdes, rosados y leonados, y muchas veces existen vetas negras.

Cuarcita.- de textura granular y estructura grantica, provienen de areniscas cuarcferas.Serpentinas.- de textura foliada, estructura hojosa y est compuesta de diversos tipos de minerales prismticos (muscovita, biotita).

Filitas. Son de composicin similar a las pizarras, pero sus minerales constituyentes presentanmayor desarrollo y, adems, la esquistocidad, que son bandas de segregacin mineral y textural, est ms marcada, debido a que su grado metamrfico es mayor.

Esquistos. De todas las rocas de metamorfismo regional, el esquisto es sin duda el msabundante, existiendo una gran variedad de ellos que pueden derivar tanto de rocas gneas, como de sedimentarias y de metamrficas de menor grado. Otras: gramilita, ladrillos, esteatitas y anfibotitas.

EL SUELO: La ciencia del suelo es la rama de la ciencia que estudia el suelo como recurso natural en la superficie de la Tierra incluyendo su formacin (pedognesis), su clasificacin y cartografa, sus caractersticas, su composicin qumica, su biologa, su fertilidad y todo lo relacionado con el uso y a la gestin del suelo. Esta ciencia agrupa a la pedologa (formacin, qumica, morfologa y clasificacin del suelo) y la edafologa (influencia del suelo en organismos, especialmente las plantas). A menudo se utilizan estos nombres como sinnimos de la ciencia de suelo.La edafologa (del griego , edafos, "suelo", -, loga, "estudio", "tratado")es una rama de la ciencia del suelo que estudia la composicin y naturaleza del suelo en su relacin con las plantas y el entorno que le rodea. Dentro de la edafologa aparecen varias ramas tericas y aplicadas que se relacionan en especial con la fsica y la qumica.

Pedologa (del griego , "pedon, suelo, tierra, y o , loga, "estudio","tratado"), es el estudio de los suelos en su ambiente natural. Es una de las dos ramas de la ciencia del suelo, siendo la otra la edafologa sta ltima ms relacionada con la Agronoma por dedicar su estudio al aprovechamiento de los suelos. La pedologa, en cambio, est relacionada y se considera tambin como una rama de la geografa que estudia el suelo en lo concerniente a la pedognesis (el origen del suelo, su formacin, clasificacin, morfologa, taxonoma y tambin su relacin e interaccin con el resto de los factores geogrficos en la dinmica del ciclo geogrfico.

El suelo se origina a partir de la materia madre producida por los procesos qumicos y mecnicos de transformacin de las rocas de la superficie terrestre. A esta materia madre se agregan el agua, los gases, sobre todo el dixido de carbono, el tiempo transcurrido, los animales y las plantas que descomponen y transforman el humus, dando por resultado una compleja mezcla de materiales orgnicos e inrganicos. En las ciencias de la Tierra y de la vida, se denomina suelo al sistema estructurado, biolgicamente activo, que tiende a desarrollarse en la superficie de las tierras emergidas por la influencia de la intemperie y de los seres vivos. De un modo simplificado puede decirse que las etapas implicadas en su formacin son las siguientes:

Disgregacin mecnica de las rocas.

Meteorizacin qumica de los materiales regolticos, liberados. Instalacin de los seres vivos (vegetales, microorganismos, etc.) sobre ese substrato inorgnico. Esta es la fase ms significativa, ya que con sus procesos vitales y metablicos, continan la meteorizacin de los minerales, iniciada por mecanismos inorgnicos. Adems, los restos vegetales y animales a travs de la fermentacin y la putrefaccin enriquecen ese sustrato. Mezcla de todos estos elementos entre s, y con agua y aire intersticiales. El suelo puede formarse y evolucionar a partir de la mayor parte de los materiales rocosos, siempre que permanezcan en una determinada posicin, el tiempo suficiente para permitir las anteriores etapas. Se pueden diferenciar:

Suelos autctonos formados a partir de la alteracin in situ de la roca que tienen debajo. Suelos alctonos, formados con materiales provenientes de lugares separados. Son principalmente suelos de fondos de valle cuya matriz mineral procede de la erosin de las laderas. La formacin del suelo es un proceso en el que las rocas se dividen en partculas menores mezclndose con materia orgnica en descomposicin. El lecho rocoso empieza a deshacerse por los ciclos de hielo-deshielo, por la lluvia y por otras fuerzas del entorno (I). El lecho se descompone en la roca madre que, a su vez, se divide en partculas menores (II). Los organismos de la zona contribuyen a la formacin del suelo desintegrndolo cuando viven en l y aadiendo materia orgnica tras su muerte. Al desarrollarse el suelo, se forman capas llamadas horizontes (III). El horizonte A, ms prximo a la superficie, suele ser ms rico en materia orgnica, mientras que el horizonte C contiene ms minerales y sigue parecindose a la roca madre. Con el tiempo, el suelo puede llegar a sustentar una cobertura gruesa de vegetacin reciclando sus recursos de forma efectiva (IV). En esta etapa, el suelo puede contener un horizonte B, donde se almacenan los minerales lixiviados. Horizontes Se denomina horizontes del suelo a una serie de niveles horizontales que se desarrollan en el interior del mismo y que presentan diferentes caracteres de composicin, textura, adherencia, etc. El perfil del suelo es la ordenacin vertical de todos estos horizontes. Clsicamente, se distingue en los suelos completos o evolucionados tres horizontes fundamentales que desde la superficie hacia abajo son:

Horizontes del suelo.

Horizonte 0, "Capa superficial del horizonte A"

Horizonte A, o zona de lavado vertical: Es el ms superficial y en l enraza la vegetacin herbcea. Su color es generalmente oscuro por la abundancia de materia orgnica descompuesta o humus elaborado, determinando el paso del agua arrastrndola hacia abajo, de fragmentos de tamao fino y de compuestos solubles. Horizonte B o zona de precipitacin: Carece prcticamente de humus, por lo que su color es ms claro, en l se depositan los materiales arrastrados desde arriba, principalmente, materiales arcillosos, xidos e hidrxidos metlicos, carbonatos, etc., situndose en este nivel los encostramientos calcreos ridos y las corazas laterticas tropicales. Horizonte C o subsuelo: Est constituido por la parte ms alta del material rocoso in situ, sobre el que se apoya el suelo, ms o menos fragmentado por la alteracin mecnica y la qumica (la alteracin qumica es casi inexistente ya que en las primeras etapas de formacin de un suelo no suele existir colonizacin orgnica), Para denominar los diferentes tipos de suelo que podemos encontrar en el mundo, se han desarrollado diversos tipos de clasificaciones que, mediante distintos criterios, establecen diferentes tipologas de suelo. De entre estas clasificaciones, las ms utilizadas son: - Clasificacin Climtica o Zonal, que se ajustan o no, a las caractersticas de la zona bioclimtica donde se haya desarrollado un tipo concreto de suelo, teniendo as en cuenta diversos factores como son los climticos y los biolgicos, sobre todo los referentes a la vegetacin. Esta clasificacin ha sido la tradicionalmente usada por la llamada Escuela Rusa. - Clasificacin Gentica, en la que se tiene en cuenta la forma y condiciones en las que se ha desarrollado la gnesis de un suelo, teniendo en cuenta por tanto, muchas ms variables y criterios para la clasificacin. - Clasificacin Analtica (conocida como Soil Taxonomy), en la que se definen unos horizontes de diagnstico y una serie de caracteres de referencia de los mismos.Es la establecida por la Escuela Americana. Hoy da, las clasificaciones ms utilizadas se basan fundamentalmente en el perfil del suelo, condicionado por el clima. Se atiende a una doble divisin: zona climtica y, dentro de cada zona, el grado de evolucin. Dentro de sta, se pueden referir tres principales modelos edficos que responderan a las siguientes denominaciones:

Podzol: es un suelo tpico de climas hmedos y fros. Chernozem: es un suelo caracterstico de las regiones de climas hmedos con veranos clidos. Latosol o suelo latertico: es frecuente en regiones tropicales de climas clidos y hmedos, como Venezuela y en Argentina (Noreste, Provincia de Misiones,

frontera con Brasil), pero en l an puede reconocerse las caractersticas originales del mismo. Horizonte D u horizonte R o material rocoso: es el material rocoso subyacente que no ha sufrido ninguna alteracin qumica o fsica significativa. Algunos distinguen entre D, cuando el suelo es autctono y el horizonte representa a la roca madre, y R, cuando el suelo es alctono y la roca representa slo una base fsica sin una relacin especial con la composicin mineral del suelo que tiene encima. Los caracteres, textura y estructura de los horizontes pueden variar ampliamente, pudiendo llegar de un horizonte A de centmetros a metros. NATURALEZA DEL SUELO: Los componentes primarios del suelo son: 1) compuestos inorgnicos, no disueltos, producidos por la meteorizacin y la descomposicin de las rocas superficiales; 2) los nutrientes solubles utilizados por las plantas; 3) distintos tipos de materia orgnica, viva o muerta y 4) gases y agua requeridos por las plantas y por los organismos subterrneos. La naturaleza fsica del suelo est determinada por la proporcin de partculas de varios tamaos. Las partculas inorgnicas tienen tamaos que varan entre el de los trozos distinguibles de piedra y grava hasta los de menos de 1/40.000 centmetros. Las grandes partculas del suelo, como la arena y la grava, son en su mayor parte qumicamente inactivas; pero las pequeas partculas inorgnicas, componentes principales de las arcillas finas, sirven tambin como depsitos de los que las races de las plantas extraen nutrientes. El tamao y la naturaleza de estas partculas inorgnicas diminutas determinan en gran medida la capacidad de un suelo para almacenar agua, vital para todos los procesos de crecimiento de las plantas. La parte orgnica del suelo est formada por restos vegetales y restos animales, junto a cantidades variables de materia orgnica amorfa llamada humus. La fraccin orgnica representa entre el 2 y el 5% del suelo superficial en las regiones hmedas, pero puede ser menos del 0.5% en suelos ridos o ms del 95% en suelos de turba. El componente lquido de los suelos, denominado por los cientficos solucin del suelo, es sobre todo agua con varias sustancias minerales en disolucin, cantidades grandes de oxgeno y dixido de carbono disueltos. La solucin del suelo es muy compleja y tiene importancia primordial al ser el medio por el que los nutrientes son absorbidos por las races de las plantas. Cuando la solucin del suelo carece de los elementos requeridos para el crecimiento de las plantas, el suelo es estril. Los principales gases contenidos en el suelo son el oxgeno, el nitrgeno y el dixido de carbono. El primero de estos gases es importante para el metabolismo

de las plantas porque su presencia es necesaria para el crecimiento de varias bacterias y de otros organismos responsables de la descomposicin de la materia orgnica. La presencia de oxgeno tambin es vital para el crecimiento de las plantas ya que su absorcin por las races es necesaria para sus procesos metablicos. PLUTONISMO Se denomina plutonismo cuando un magma asciende desde el interior de la Corteza abrindose paso lentamente entre las rocas. La disminucin de temperatura es lenta y, por tanto, los componentes cristalizan. El resultado es una roca en la que podemos distinguir perfectamente los diferentes minerales que la componen. Al ascender, segn se va enfriando el magma, el volumen de roca plutnica formada queda encajada entre las rocas de la Corteza ms superficial. Recibe diferentes nombres, con arreglo a su volumen y forma de emplazamiento:

1 - Sill 2 - Dique 3 - Lacolito 4 - Batolito

Batolito: grandes cuerpos plutnicos que pueden llegar a alcanzar miles de kilmetros cuadrados. Diques:cuando el magma rellena el plano de una falla da lugar a emplazamientos tabulares. Lacolito: el cuerpo plutnico se sita entre los estratos, formando una estructura plutnica horizontal.

Sill o filn: similar al lacolito. Se intercalan entre los estratos formando capas paralelas a estos de muy poco espesor pero de gran extensin.

VOLCNUn volcn constituye el nico intermedio que pone en comunicacin directa la superficie terrestre con los niveles profundos de la corteza terrestre.

Es el nico medio para observar y estudiar los materiales lticos de origen magmtico, que son el 80 % de la corteza slida. En la profundidad del manto

terrestre, el magma bajo presin asciende, creando cmaras magmticas dentro por debajo de la corteza. Las grietas en las rocas de la corteza proporcionan una salida para la intensa presin, y tiene lugar la erupcin. Vapor de agua, humo, gases, cenizas, rocas y lava son lanzados a la atmsfera. Un volcn, en esencia, es un aparato geolgico, comunicante temporal o permanentemente entre la litosfera y la superficie terrestre. Un volcn es tambin una estructura geolgica, por la cual emerge magma (roca fundida) y gases del interior de un planeta. El ascenso ocurre generalmente en episodios de actividad violenta denominados 'erupciones'. Al acumularse el material arrastrado del interior se forma una estructura cnica en superficie que puede alcanzar alturas de unas centenas de metros hasta varios kilmetros. Al conducto que comunica el reservorio de magma o 'cmara magmtica' en profundidad con la superficie se le denomina chimenea.

Chimenea volcnica exhumada. Valle de Ucanca, Tenerife

Esta termina en la cima del edificio volcnico, el cual esta rematado por una depresin o crter.

La Laguna de Alegria en Usulutan se sita al fondo de una de los Crteres Volcnicos de la Sierra de Jucuaran

Algunos volcanes despus de sufrir erupciones grandes, se colapsan formando enormes depresiones en sus cimas que superan el km de dimetro. Estas estructuras reciben el nombre de calderas.

Caldera volcnicaLa viscosidad (fluidez) de las lavas arrojadas por volcanes esta controlada por su composicin qumica. As, lavas ms fluidas, o de tipo hawaiano, tienen composiciones ricas en hierro y magnesio y tienen un contenido bajo en slice. Estas al salir de la chimenea se almacenan en el crter o caldera hasta desbordarse, formndose ros de lavas que pueden fluir distancias de varias decenas de kilmetros. Las lavas viscosas tienen un alto contenido en slice y vapor de agua. Dado que fluyen pobremente, forman un tapn en la chimenea lo que da lugar a erupciones explosivas, aumentando el tamao del crter. En casos extremos pueden destruir completamente el edificio volcnico como sucedi durante la erupcin del Monte Santa Helena en 1980. Monte Santa Helena en 1980.

La lava no erupciona siempre desde una chimenea central ya que puede abrirse camino a travs de aberturas en los flancos del volcn. Si estas erupciones son continuas pueden dar lugar a lo que se conoce como cono parsito. El Monte Etna tiene ms de 200 de estos conos parsitos y algunos de ellos slo expulsan gases. A estos ltimos se los llama fumarolas.

Erupcin del Etna Por lo general los volcanes estn asociados a los lmites de placas tectnicas, aunque hay excepciones como el vulcanismo de puntos calientes o hot spots ubicados en el interior de placas tectnicas tal como es el caso de las islas Hawaii, teora barajada tambin para el origen del Archipilago Canario. Los gelogos han clasificado los volcanes en tres categoras: volcanes en escudo, conos de cenizas y conos compuestos (tambin conocidos como estratovolcanes).

Volcn en escudo

Cuando la lava expulsada por el volcn es fluida, del tipo haiwaiano, el volcn adquiere una forma de una estructura amplia y abovedada, que por su apariencia se los denomina en escudo. Un volcn en escudo est formado principalmente por lavas baslticas (ricas en hierro) y poco material piroclastico. El mayor volcn de la Tierra es el Mauna Loa, un volcn en escudo en las islas Hawaii. El Mauna Loa nace en las profundidades del mar a unos 5.000 metros y se eleva sobre el nivel del mar por unos 4.170 metros, con unos 9,5 km. de altura es mayor que el Monte Everest. Los volcanes en escudo como el Mauna Loa se forman a lo largo de millones de aos gracias a ciclos de erupciones de lava que se van superponiendo unas con otras. El volcn de escudo ms activo es el Kilauea, localizado en la Isla de Hawaii al lado de Mauna Loa. En el perodo histrico el Kilauea ha entrado unas 50 veces en erupcin y es, por lo tanto, el volcn de este tipo ms estudiado. El resultado de las erupciones constantes por millones de aos ha dado lugar a la creacin de las montaas ms grandes de la Tierra (si se tiene en cuenta la altura contando desde la base en el lecho marino). Los gelogos creen que las primeras etapas de formacin de los volcanes en escudo consisten en erupciones frecuentes de delgadas coladas de basaltos muy lquidos. A medida que prosiguen las erupciones tambin se producen erupciones laterales. Normalmente con el cese de cada fase eruptiva se produce el hundimiento del rea de la cima. En las ltimas fases, las erupciones son ms espordicas y la erupcin piroclstica erupciones piroclsticas se hacen ms frecuentes. A medida que esto sucede, las coladas de lava tienden a ser ms viscosas, lo que provoca que sean ms cortas y potentes. Todo esto a su vez ayuda a aumentar la pendiente de la ladera del rea de la cima. Los volcanes en escudo son muy comunes y tambin se los encuentra en el sistema solar. El Monte Olimpo, en Marte es el ms grande conocido hasta la fecha y tambin se han encontrado varios de estos volcanes sobre la superficie de Venus aunque de apariencia ms achatada.

Cono de cenizas

Los conos de cenizas estn formados por fragmentos de la lava expelida. El material piroclstico tiene un gran ngulo de reposo, entre unos 30 y 40 grados. El ngulo de reposo es el ngulo ms alto por el cual el material se mantiene estable. Los conos de cenizas son muy pequeos; slo alcanzan hasta 300 metros de altura y suelen estar asociados a volcanes ms grandes y a menudo se los encuentra en grupos. El cono de cenizas ms estudiado es el Paricutn, ubicado a unos 320 kilmetros a oeste de la ciudad de Mxico. El Paricutn surgi en 1943 en un campo de maz. En pocas semanas el cono de cenizas emergi del suelo acompaado de explosiones y cenizas. En dos aos alcanz su altura final de unos 400 metros y es actualmente inactivo.

Cono compuesto o estratovolcn

Un cono compuesto o estratovolcn es una gran estructura de apariencia casi simtrica compuesta de la alternancia de coladas de lava y depsitos piroclsticos que son emitidos a partir de una chimenea principal. La mayora de estos volcanes se encuentran en una estrecha zona que rodea el ocano Pacfico, a la que se denomina anillo de fuego. En esta zona se encuentran el Fujiyama (monte Fuji) de Japn, el monte Mayon de Filipinas y los volcanes de la cordilleta Cascade del noroeste de los Estados Unidos, entre ellos los montes Saint Helens, Rainer y Shasta. Los conos compuestos se producen cuando se extruyen lavas relativamente viscosas de composicin andestica. Un cono compuesto puede expulsar lava

viscosa por largos perodos, pero en un determinado momento pude cambiar el estilo de erupcin y lanzar materiales piroclsticos. Los conos compuestos producen algunas de las actividades volcnicas ms violentas. El Vesubio es un claro ejemplo del poder de devastacin de este tipo de volcanes. En efecto, el Vesubio erupcion en el ao 79 dC despus de haber estado por varios siglos inactivo. El 24 de agosto, sin embargo, y durante tres das la ciudad de Pompeya (cerca de Npoles) y ms de 2.000 de sus 20.000 habitantes fueron enterrados bajo una capa de cenizas de 6 metros de espesor. 17 siglos despus los restos de Pompeya fueron descubiertos brindando los aspectos de vida de los romanos. Actividad volcnica La salida de productos gaseosos, lquidos y slidos lanzados por las explosiones, constituyen los paroxismos o erupciones del volcn. Muchos de los volcanes que actualmente existen en la superficie de la Tierra no han dado muestras de actividad eruptiva y por eso se les llama volcanes extinguidos, independientemente de que en algn momento alcancen la actividad. Otros se hallan, o se han hallado en tiempos histricos no muy lejanos, en actividad, y por eso se les llama volcanes activos. Esa actividad eruptiva es casi siempre intermitente, ya que los perodos de paroxismo alternan con otros de descanso, durante los cuales el volcn parece extinguido (Vesubio, Teide, Tenegua, Fuji, etc.). Existen sin embargo volcanes que son de actividad continua, como el Manua-Loa de las islas Hawai o el Etna en Sicilia. Tipos de erupciones Dependiendo de la T de los magmas, de la cantidad de productos voltiles que acompaan a las lavas y de su fluidez (magmas bsicos) o viscosidad (magmas cidos), los tipos de erupciones pueden ser:

Hawaiano Sus lavas son muy fluidas, sin que tengan lugar desprendimientos gaseosos explosivos; estas lavas se desbordan cuando rebasan el crter y se deslizan con facilidad, formando verdaderas corrientes a grandes distancias. Algunas partculas de lava, al ser arrastradas por el viento, forman hilos cristalinos que los nativos llaman cabellos de la diosa Pel (diosa del fuego). Stromboliano Recibe el nombre del Stromboli, volcn de las islas Lpari (mar Tirreno), al Norte de Sicilia. La lava es fluida, desprendiendo gases abundantes y violentos, con proyecciones de escorias, bombas y lapilli. Debido a que los gases pueden desprenderse con facilidad, no se producen pulverizaciones o cenizas. Cuando la lava rebosa por los bordes del crter, desciende por sus laderas y barrancos, pero no alcanza tanta extensin como en las erupciones de tipo hawaiano. Vulcaniano Del nombre del volcn Vulcano en las islas Lpari. Se desprenden grandes cantidades de gases de un magma poco fluido, que se consolida con rapidez; por ello las explosiones son muy fuertes y pulverizan la lava, produciendo mucha ceniza, lanzada al aire acompaadas de otros materiales fragmentarios. Cuando la lava sale al exterior se consolida rpidamente, pero los gases que se desprenden rompen y resquebrajan su superficie, que por ello resulta spera y muy irregular, formndose lavas cordadas. Vesubiano Difiere del vulcaniano en que la presin de los gases es muy fuerte y produce explosiones muy violentas. Forma nubes ardientes que, al enfriarse, producen precipitaciones de cenizas, que pueden llegar a sepultar ciudades, como le ocurri a Pompeya. Peleano De los volcanes de las Antillas es clebre el de la "Montaa Pelada", isla Martinica por su erupcin de 1902, destruyendo su capital, San Pedro. La lava es extremadamente viscosa y se consolida con gran rapidez, llegando a tapar por completo el crter; la enorme presin de los gases, sin salida, levanta este tapn que se eleva formando una gran aguja. As ocurri el 8 de mayo de 1902, cuando las paredes del volcn cedieron a tan enorme empuje, abrindose un conducto por el que salieron con extraordinaria fuerza los gases acumulados a elevada temperatura y que, mezclados con cenizas, formaron la nube ardiente que alcanz 28 000 vctimas.

Krakatoano Una explosin volcnica muy terrible, fue la del volcn Krakatoa. Origin una tremenda explosin y enormes maremotos. Se cree que este tipo de erupciones son debidas a la entrada en contacto de la lava ascendente con el agua o con rocas mojadas, por ello se denominan erupciones freticas. Erupciones submarinas En el fondo ocenico se producen erupciones volcnicas cuyas lavas, si llegan a la superficie, pueden formar islas volcnicas. stas suelen ser de corta duracin en la mayora de los casos, debido al equilibrio isosttico de las lavas al enfriarse y por la erosin marina. Algunas islas actuales como las Ccladas (Grecia), tienen este origen. Avalanchas de origen volcnico (Lahares) Hay volcanes que ocasionan gran nmero de vctimas, debido a que sus grandes crteres estn durante el reposo convertidos en lagos o cubiertos de nieve. Al recobrar su actividad, el agua mezclada con cenizas y otros restos, es lanzada formando torrentes y avalanchas de barro, que destruyen todo. Un ejemplo fue la erupcin del Nevado de Ruiz (Colombia) el 13 de noviembre de 1985. El Nevado del Ruiz es un volcn explosivo, en el que la cumbre del crter (5.000 msnm) estaba recubierta por un casquete de hielo; al ascender la lava se recalentaron las capas de hielo, formando unas coladas de barro que invadieron el valle del ro Lagunilla y sepultaron la ciudad de Armero, con 20.000 muertos y decenas de miles de heridos. Erupciones fisurales Se originan en una larga dislocacin de la corteza terrestre, hasta varios km. La lava que fluye a lo largo de la rotura es fluida y recorre grandes extensiones formando amplias mesetas, con 1 ms km de espesor y miles de km. Ejemplos de vulcanismo fisural es la meseta del Deccan (India). Volcn en escudo Cuando la lava expulsada por el volcn es fluida, del tipo haiwaiano, el volcn adquiere una forma de una estructura amplia y abovedada, que por su apariencia se los denomina en escudo. Un volcn en escudo est formado principalmente por lavas baslticas (ricas en hierro) y poco material piroclastico. El mayor volcn de la Tierra es el Mauna Loa, un volcn en escudo en las islas Hawaii. El Mauna Loa, nace en las profundidades del mar, a unos 5 km y se eleva sobre el nivel del mar por unos 4.170 m, con unos 9,5 km de altura. Es mayor que el Monte Everest.

Los volcanes en escudo como el Mauna Loa se forman a lo largo de millones de aos gracias a ciclos de erupciones de lava que se van superponiendo unas con otras. El volcn de escudo ms activo es el Kilauea, localizado en la Isla de Hawaii al lado de Mauna Loa. En el perodo histrico el Kilauea ha entrado unas 50 veces en erupcin y es, por lo tanto, el volcn de este tipo ms estudiado. El resultado de las erupciones constantes por millones de aos ha dado lugar a la creacin de las montaas ms grandes de la Tierra (si se tiene en cuenta la altura contando desde la base en el lecho marino). Los gelogos creen que las primeras etapas de formacin de los volcanes en escudo consisten en erupciones frecuentes de delgadas coladas de basaltos muy lquidos. A medida que prosiguen las erupciones tambin se producen erupciones laterales. Normalmente con el cese de cada fase eruptiva se produce el hundimiento del rea de la cima. En las ltimas fases, las erupciones son ms espordicas y la erupcin piroclstica se hace ms frecuente. A medida que esto sucede, las coladas de lava tienden a ser ms viscosas, lo que provoca que sean ms cortas y potentes. Todo esto a su vez ayuda a aumentar la pendiente de la ladera del rea de la cima. Los volcanes en escudo son muy comunes y tambin se los encuentra en el sistema solar. El ms grande conocido hasta la fecha es Olympus Mons, sobre la superficie de Marte, encontrndose tambin varios de estos volcanes sobre la superficie de Venus, aunque de apariencia ms achatada. Nube ardienteCuando las erupciones de un volcn estn acompaadas de gases calientes y cenizas se produce lo que se conoce como flujo piroclstico o nube ardiente. Tambin conocida como avalancha incandescente, la nube ardiente se desplazan pendiente abajo a velocidades cercanas a los 200 km/h. La seccin basal de estas nubes contiene gases calientes y partculas que flotan en ellos. De esta forma, las nubes transportan fragmentos de rocas que gracias al rebote de los gases calientes en expansin - se depositan a lo largo de ms de 100 km desde su punto de origen.

En 1902 una nube ardiente de un pequeo volcn llamado Pele en la isla caribea de Martinica destruy a la ciudad portuaria de San Pedro. La destruccin fue tan devastadora que muri casi toda la poblacin (unos 28.000 habitantes). A diferencia de Pompeya, que qued enterrada en un manto de cenizas en un perodo de tres das y las casas quedaron intactas (salvo los techos por el peso de las cenizas), la ciudad de San Pedro fue destruida slo en minutos y la energa liberada fue tal que los rboles fueron arrancados de raz, las paredes de las casas desaparecieron y las monturas de los caones se desintegraron. La erupcin de Pele muestra cuan distintos pueden ser dos volcanes del mismo tipo. LaharLos conos compuestos tambin producen coladas de barro llamadas lahar, una palabra de origen indonesio. Estos flujos se producen cuando las cenizas y derrubios volcnicos se saturan de agua y descienden pendiente abajo, normalmente siguiendo los valles de los ros. Algunos de los lahares se producen cuando la saturacin es provocada por la lluvia, mientras que en otros casos cuando grandes volmenes de hielo y nieve se funden por una erupcin volcnica. En Islandia al ltimo caso se lo denomina jkulhlaup y son devastadores.

Destrucciones importantes de lahares se dieron en 1980 con la erupcin del monte Saint Helens, en Estados Unidos, que a pesar de los destrozos producidos, no produjo muchas vctimas debido a que la regin es poco poblada. Otro fue en 1985 con la erupcin del Nevado del Ruiz, en Colombia, la cual gener un lahar que mat a casi 20.000 personas. Erupciones fisurales y llanuras de lava A pesar de que las erupciones volcnicas estn relacionadas a estructuras en forma de cono, esto no es as ya que la mayor parte del material volcnico es extruido por fracturas en la corteza denominadas fisuras. Estas fisuras permiten la salida de lavas de baja viscosidad que recubren grandes reas. La llanura de Columbia en el noroeste de los Estados Unidos se form de esta manera. Las erupciones fisurales expulsaron lava basltica muy lquida. Las coladas siguientes cubrieron el relieve y formaron una llanura de lava (plateau) que en algunos lugares tiene casi 1,5 km de grosor. La fluidez se evidencia en la superficie recorrida por la lava: unos 150 km desde su origen. A estas coladas se las denomina basaltos de inundacin (flood basalts).

Este tipo de coladas sucede fundamentalmente en el suelo ocenico donde no pueden verse. A lo largo de las dorsales ocenicas, donde la expansin del suelo ocenico es activa, las erupciones fisurales generan nuevo suelo ocenico. Islandia est ubicada encima de la dorsal centroatlntica y ha experimentado numerosas erupciones fisurales. Las erupciones fisurales ms grandes de Islandia ocurrieron en 1783 y se las denominaron erupciones de Laki. Laki es una fisura o volcn fisural de 25 km de largo que gener ms de 20 chimeneas separadas que expulsaron corrientes de lava basltica muy fluida. El volumen total de lava expulsada por las erupciones de Laki fue superior a los 12 km. Los gases arruinaron las praderas y mataron al ganado islands. La hambruna subsiguiente mat cerca de 10.000 personas. Domo de lava

La lava rica en slice, es decir, es viscosa y por lo tanto, apenas fluye y que es extruida fuera de la chimenea puede producir una masa bulbosa de lava solidificada que se denomina domo de lava. Debido a su viscosidad, la mayora est compuesto por riolitas y otros por obsidianas. La mayora de los domos volcnicos se desarrollan a partir de una erupcin explosiva de un magma rico en gases.

Aun que la mayora de los domos volcnicos estn asociados a conos compuestos, algunos se forman de manera independiente. Tal es el caso de la lnea de domos riolticos y de obsidiana en los crteres Mono en California.

Las rocas volcanoclsticas (o piroclasticas) Ambiente de gnesis:

En el caso de una actividad volcnica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina tefra, independientemente de la composicin o del tamao de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclstos.

Las explosiones originan de magma viscoso en ebullicin estando cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya solidificado situados encima del cuerpo magmtico en ebullicin. Otra causa para las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmtico viscoso de cualquier contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan debido a la energa generada por la deliberacin del gas y se produce una explosin del material. En el caso de una explosin fretica el agua subterrnea se calienta debido a un cuerpo magmtico subyacente de temperatura elevada, y al vaporizar explota expulsando fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una explosin freatomagmtica se produce fragmentos juveniles y accidentales. El material piroclstico est expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposicin: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmsfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente. Depsitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmsfera En las erupciones muy explosivas la tefra de tamao de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia alturas altas de la atmsfera, transportad en estas alturas distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La erupcin de un volcn ubicado en Oregon en los Estados Unidos 6600 aos atrs ha producido una capa de ceniza volcnica de 30 cm de potencia y hasta una distancia de 130km alrededor del crter volcnico. La tefra acumulada de esta manera forma puede formar estratos delgados de 1mm o menos de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensin lateral y la composicin de cristales y de partculas vtreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas caractersticas (alta extensin, composicin uniforma) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la atmsfera alta como horizontes estratigrficos en la geocronologa. Adems la tefra puede alterarse produciendo depsitos de arcillas y zeolitas econmicamente valerosos. Depsitos de una nube de forma anular La nube se constituye de gotas de agua y en menor cantidad de partculas slidas movindose lateralmente con velocidades de un huracn partiendo de la base de una pila de erupcin vertical. Estas nubes anulares estn iniciadas por erupciones freatomagmticas caracterizadas por la participacin de una alta cantidad de agua y vapor. Los depsitos se extienden hasta algunos pocos kilmetros alrededor del crter y pueden alcanzar potencias hasta 1m. Depsitos de corrientes piroclsticas Una corriente piroclstica o de ceniza o una avalancha ardiente es una mezcla mvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones), que se mueve a lo largo de la

superficie terrestre alejndose del centro de erupcin y manteniendo su aspecto de corriente. Los depsitos de este tipo son las ignimbritas. Las rocas volcanoclsticas y piroclsticas ocupan una posicin intermedia entre las rocas magmticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupcin volcnica es un argumento para considerar los piroclsticos como magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentacin los piroclsticos son parecidos a las rocas sedimentarias. Por los procesos de erosin las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material peltico formando las tufitas o los sedimentos tufticos. Las tufitas son rocas piroclsticas con una adicin de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tuftico.

Textura: Las rocas volcanoclsticas son aquellas con textura clstica causada por procesos volcnicos. Las erupciones volcnicas explosivas por ejemplo producen volmenes grandes de material detrtico (de detritus) volcanoclstico. Bloques se llama los clastos angulares producidos por la fragmentacin de rocas slidas. Lasbombas originan de pedazos de magma (normalmente de composicin bsica o intermedia) expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificacin en el aire resultando en cuerpos aerodinmicos.

Adicionalmente a la clasificacin segn su tamao se pueden distinguir los fragmentos volcnicos con base en su composicin: a) Vtreo b) b) Cristalino c) c) Ltico, es decir de fragmentos de rocas poligranulares (de "litos" = roca)

Los clastos de tamao de grano 'ceniza' usualmente son vtreos o cristalinos, bloques comnmente son lticos y ocasionalmente vtreos. Los clastos volcnicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente como en las rocas sedimentarias o si estn calientes todava pueden ser soldados con fragmentos vtreos diminutos.

La clasificacin de los clastos solidificados se basa en el tamao de los clastos. Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclsticas constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcnica) respectivamente se llenan usualmente con partculas de grano ms fino. Ms comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcnica tobcea). A veces se emplean el trmino aglomerado para depsitos no sorteados de bombas acumulados cerca del viento volcnico Denominacin: a) Por medio del tamao de los piroclstos (Bombas, Lapilli) Tamao de fragmentos > 64 mm 2 - 64 mm < 2 mm los Tefra compactacin) bombas lapilli ceniza (sin piroclasticas (compactadas) piroclsticas toba de lapilli toba de ceniza, ignimbrita

b) Nombres especiales como Ignimbrita, Liparita, Piedra Pmez c) Una tercera clasificacin se funda en la herencia de los fragmentos volcnicos. Los clastos involucrados y provenientes del evento volcnico se llaman clastos juveniles. Los clastos formados por fragmentacin de rocas preexistentes y incorporados en los depsitos volcanoclsticos son clastos accidentales. Ejemplos de rocas: Pumitas (alemn: Bimsstein) son piroclsticos porosos, pumticas, con brillo sedoso, que nadanen la superficie de agua. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. De tal modo la roca semeja a espuma. Se forman durante un enfriamiento muy rpido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresin repentina caracterstica para las erupciones iniciales). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica durante su vuelo por el aire. Estos son muy caractersticos de las vulcanitas claras y cidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisceo hasta amarillento, raramente de color caf o gris. Pumitas frescas son de brillo sedoso. Sus equivalentes baslticos se denominan escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho ms raras que la pumita. La pumita se usan como roca de construccin ligera y como termoaislador.

Piedra pmez son piroclsticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma yque se forman durante un enfriamiento muy rpido de un magma ascendiente de alta viscosidad.

Estos son muy caractersticos de las vulcanitas claras y cidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisceo hasta amarillento, raramente de color caf o gris. Piedras pmez frescas son de brillo sedoso. La palabra piedra pmez incluye todos las rocas piroclasticas porosas.

Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcn (avalanchasardientes). Se constituyen de ceniza, lapilli y bloques. Las componentes estn soldadas entre s. Se puede denominarlas brechas tufticas de material volcnico de todos los tamaos de grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son de mala seleccin o es decir de distribucin irregular de los tamaos de granos, heterogneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a componentes vtreas, aplanadas con dimetros de hasta 10cm.

Relieve volcnico Los edificios volcnicos que se forman en las sucesivas erupciones son estructuras primitivas de relieve, pero tambin estas estructuras estn sometidas a la accin de los agentes erosivos. En todo edificio volcnico se pueden encontrar diversos elementos singulares. Los ms importantes son: el cono volcnico, las coladas, las formas de acumulacin piroclstica y las calderas volcnicas.

El cono volcnico El cono volcnico es la estructura elemental de un volcn, sobre la que se desarrollan todas las dems. Se trata de una elevacin troncocnica, abierta en la cima y generada por el amontonamiento los materiales expulsados en las sucesivas fases eruptivas. Distinguimos: el crter, depresin de planta circular que rodea la chimenea en la cima del volcn, sus laderas son ms verticales hacia el interior que hacia el exterior; la chimenea conducto vertical que comunica la cmara magmtica con la superficie; y la cmara magmtica, lugar donde se aloja el magma incandescente de un volcn. Los crteres no siempre se sitan en la cima del volcn, sino que pueden aparecer edificios secundarios en las laderas del cono. El crter resulta del hundimiento tras el cese del flujo magmtico. Si la actividad persiste encontraremos en el fondo del crter un lago de lava, magma hirviendo, pero si la actividad cesa la lava se solidifica. En estos casos el fondo del crter presenta una topografa plana. El cono puede ser regular, aunque slo si se ha formado en una sola erupcin. Lo normal es que los volcanes tengan varias fases de actividad y por lo tanto presente conos ms complejos. Si la erupcin ha deformado el cono, y expulsado coladas preferiblemente por un lado, el cono adopta forma de herradura.

Las coladas

La colada de lava est formada por el material magmtico que es expulsado por el crter hasta el nivel superficial. Dependiendo de la viscosidad de las lavas, es decir de si tienen una proporcin mayor o menor de slice, pueden ser ms o menos fluidas. Las lavas cidas son poco fluidas y se consolidan cerca del cono del volcn en formaciones anchas y rgidas, las lavas bsicas son muy fluidas y genera largos ros de lava. Como su enfriamiento es muy lento forman extensos mantos de lava. Las coladas fluidas forman traps, amplias mesetas estructurales de escasa pendiente. Tambin podemos distinguir lagos de contencin volcnica, cuando las coladas se derraman a travs de los valles. Al enfriarse las lavas adquieren su caracterstica forma prismtica, propia de los materiales cristalinos. Estas debilidades favorecen la erosin diferencial y se expresan en forma de columnas, tubos de rgano y calzadas de gigantes, de planta poligonal. Si la lava es muy fluida y pobre en gas la superficie resultante es notablemente lisa (pahoehoe), pero si es rica en gases las mltiples burbujas, al estallar, erizan la superficie pedregosa salpicndola de bloques, pinculos y agujas, que pueden ser de varios metros o pocos centmetros (aa). En las lavas aa podemos encontrar protuberancias llamadas hornitos que permiten la surgencia de lava subyacente. En las lavas pahoehoe encontramos arrugas estiradas en el sentido del movimiento que dan una superficie cordada. Tambin puede dar una lava almohadillada, si se ha enfriado repentinamente bajo en agua. Cuando la lava, normalmente la cida, se enfra antes en su parte externa que en la interna, esta contina deslizndose por el interior, con lo que se forman tneles y cavernas en la parte superior de la colada. Las coladas expandidas por un valle, los traps, pueden aparecer resaltadas en forma de cerros tabulares o mesas que estn limitadas por gigantescos escarpes o barrancos. Se trata de relieves invertidos producto de una mayor resistencia a la erosin de la lava que de los materiales sobre los que se deposit. Adems hay formas menores como los domos, relieves en forma de cpula muy vigorosos que por su escasa fluidez se consolidan muy cerca de la boca de emisin; y las agujas volcnicas, relieves agudos y verticales consolidados prcticamente sobre la boca de emisin. Son formas propias de lavas muy cidas. La erosin diferencial deja al descubierto distintas estructuras que originalmente fueron extrusiones encajantes, propias de las rocas de consolidacin lenta. Las ms importantes son los sills, estructuras horizontales, los diques, estructuras verticales, los lacolitos y los batolitos. Formas de menores dimensiones son los necks o espigones, escarpados pitones de lava compacta, que tambin pueden estar formados por los conglomerados que rellenan las antiguas chimeneas. No confundir con las agujas volcnicas.

Las formas de acumulacin piroclstica Adems de lava, el volcn expulsa materiales fragmentados de diverso tamao (ceniza, escorias, bombas) e incandescente (piroclastos). Estos piroclastos se depositan en las inmediaciones del volcn y encima de las coladas de lava. Su disposicin sigue la pauta de la deposicin sedimentaria habitual, en las capas bajas los materiales ms gruesos y pesados y en las altas los ms finos. Adems las bombas ms pesadas se encuentran ms cerca del volcn, mientras que las cenizas pueden depositarse bastante ms lejos. Las erupciones de tipo maar generan coladas piroclsticas hmedas, mientras que el resto generan coladas piroclsticas secas. La ceniza volcnica se deposita en campos de ceniza, de topografa poco accidentada, ya que rellena las irregularidades existentes. Las lavas Propiedades de la lava son las siguientes: a) Temperatura (T) b) Explosividad c) Viscosidad: el grado, en que el fluido se resiste a fluir cuando est sujeto a fuerzasno equilibradas.

Viscosidad baja = derretido, similar a una mezcla de leche y azcar para hacer caramelos a baja T.

Viscosidad alta = pegajoso, similar a la misma mezcla de leche y azcar, que fue hervida varios minutos y enfriada y que se ha convertida en una mezcla espesa.

Lava bsica Emerge con T = 1000 - 1200C. De baja viscosidad debido a su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Se mueve rpidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de pendientes suaves, a menudo se desparrama en laminas delgadas. De bajo contenido en voltiles.

Lava cida Emerge con T = 800 - 1000C. De alta viscosidad, por esto fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. De alta explosividad debido a su alto contenido en voltiles

Cinturn Pacfico

de

Fuego

del

El Anillo de Fuego o Cinturn de Fuego es una zona de terremotos frecuentes y erupciones volcnicas que rodea el Ocano Pacfico. Esta formado como una herradura y es 40,000 kilmetros de largo. Es asociado con una serie casi continua de fisuras ocenicas, arcos de islas, y sierras volcnicas y / o movimientos de plato. Es a veces llamado Cinturn Ssmico CircumPacfico.

FALLAS GEOLGICAS En geologa una falla es una discontinuidad que se forma en las rocas someras de la Tierra (~200 kms de profundidad) por fracturamiento cuando concentraciones de fuerzas tectnicas exceden la resistencia de las rocas. La zona de ruptura tiene una superficie ms o menos bien definida denominada plano de falla y su

formacin va acompaada de deslizamiento tangencial (paralelo) de las rocas a este plano. Elementos de una falla

Plano de falla: superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en lafalla.

Labio levantado: el bloque que queda elevado sobre el otro. Labio hundido: el bloque que queda por debajo del labio levantado. Caractersticas de una falla Las siguientes caractersticas nos permiten describir las fallas:

Direccin: ngulo que forma una lnea horizontal contenida en el plano de falla con el ejenorte-sur.

Buzamiento: ngulo que forma el plano de falla con la horizontal. Salto de falla: distancia entre un punto dado de uno de los bloques (p. ej. una de lassuperficies de un estrato) y el correspondiente en el otro, tomada a lo largo del plano de falla.

Escarpe: distancia entre las superficies de los dos labios, tomada en vertical. Fallas activas e inactivas Se denomina fallas activas a aquellas de las que los registros histricos demuestran que siguen deslizando. El deslizamiento puede ser repentino en forma de saltos lo que da lugar a sismos, seguido de periodos de inactividad. Los sismos ms grandes han sido originados por saltos de 8 a 12 m. El deslizamiento tambin puede darse de manera lenta y contina, solo perceptible con instrumentos tales como estaciones GPS despus de varios aos de observaciones. El primer tipo son fallas ssmicas mientras que el segundo son assmicas o reptantes. Sin embargo, al considerar intervalos grandes de tiempo del orden de miles de aos, ambos tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milmetros a unos cuantos centmetros por ao. Un ejemplo es el sistema de fallas de San Andrs en el sur y centro de California en EUA, el cual ha generado los terremotos de San Francisco (M=8.2) en 1905, Los ngeles (M=6.5) en 1993 y recientemente Hctor Mine (M=7) en 1999 y San Luis Obispo (M=6.2) en 2004. La fallas de la parte central del sistema San Andrs, por otra parte, se deslizan assmicamente. Tambin existen fallas antiguas inactivas creadas en eras geolgicas pasadas y que sobreviven como estructuras fsiles hasta nuestros das (ver figura arriba). Estas no representan ningn peligro para poblaciones cercanas. Clasificacin de fallas de acuerdo a su movimiento

Tipos fundamentales de fallas: a) Falla inversa b) Falla normal c) Falla de desgarre Las fallas se clasifican en tres tipos segn sea la direccin del desplazamiento de las rocas que cortan:

Falla inversa. Este tipo de fallas se genera por compresin horizontal (Fig. A). El movimientoes preferentemente horizontal y el plano de falla tiene tpicamente un ngulo de 30 grados respecto a la horizontal. El bloque de techo se encuentra sobre el bloque de piso. Cuando las fallas inversas presentan un manteo inferior a 45, estas pasan a tomar el nombre de cabalgamiento.

Falla normal. Este tipo de fallas se generan por tensin horizontal (Fig. B). El movimiento espredominantemente vertical respecto al plano de falla, el cual tpicamente tiene un ngulo de 60 grados respecto a la horizontal. El bloque que se desliza hacia abajo se le denomina bloque de techo, mientras que el que se levanta se llama bloque de piso. Otra manera de identificar estas fallas es la siguiente. Si se considera fijo al bloque de piso (aquel que se encuentra por debajo del plano de falla) da la impresin de que el bloque de techo cae con respecto a este. Conjuntos de fallas normales pueden dar lugar a la formacin de horsts y grbenes.

Falla de desgarre. Estas fallas son verticales y el movimento de los bloques es horizontal(Fig. C). Estas fallas son tpicas de lmites transformantes de placas tectnicas. Se distinguen dos tipos de fallas de desgarre: derechas e izquierdas. Derechas, o diestras, son aquellas en donde el movimiento relativo de los bloques es hacia la derecha, mientras que en las izquierdas, o siniestras, es el opuesto. Tambin se les conoce como fallas transversales.

Asociaciones de fallas Las fallas se pueden presentar asociadas en una serie de estructuras:

Fallas escalonadas: conjunto de fallas normales de planos paralelos. Escamas tectnicas: conjunto de fallas inversas de planos paralelos. Pilar tectnico: conjunto de fallas normales que forman una estructura convexa. Cadena cabalgante: conjunto de fallas inversas que forman una estructura convexa. Fosa tectnica: conjunto de fallas normales que forman una estructura cncava. Horst: asociacin de pilares tectnicos y fosas tectnicas, alternativamente. Manto de corrimiento: pliegue recumbente en el que se ha llegado a producir una fallaentre el flanco superior y el inferior, de modo que aquel se desplaza sobre ste.

Un macizo tectnico, tambin llamado pilar tectnico o Horst, es una regin elevada limitada por dos fallas normales, paralelas. Puede ocurrir que a los lados del horst haya series de fallas normales; en este caso, las vertientes de las montaas estarn formadas por una sucesin de niveles escalonados. En general, los macizos tectnicos son cadenas montaosas alargadas, que no aparecen aisladas, sino que estn asociadas a fosas tectnicas. Una fosa tectnica o "graben" es una asociacin de fallas que da lugar a una regin deprimida entre dos bloques levantados. Las fosas tectnicas se producen en reas en las que se agrupan al menos dos fallas normales. Las fosas forman valles que pueden medir decenas de kilmetros de ancho y varios miles de

kilmetros de longitud. Los valles se rellenan con sedimentos que pueden alcanzar cientos de metros de espesor.

(1) Horst, (2) Fosa tectnica, (3) Falla Graben: El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinacin opuesta en un ambientetectnico expansiva se llama graben o fosa tectnica. Es decir el sector central se mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectnica afloran generalmente rocas ms jvenes como afuera del sistema. El tamao de un graben puede ser centmetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km.

Un Horst o pilar tectnico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es decir el sector central est construida por rocas ms antiguas como el sector lateral.

Morfolgicamente un graben puede aparecer como valle o como cerro, un horst puede formar morfolgicamente elevaciones o depresiones (valles quebradas).

El ejemplo del desarrollo de un graben tectnico muestra el conjunto a la formacin de una quebrada. Pero tambin existen fosas tectnicas que forman finalmente un cerro. Falla de transformacin (Transform fault) Fallas de transformacin son fallas de rumbo especiales. Este tipo de fallas se puede encontrar en el fondo marino, arriba de una placa ocenica. La gnesis de placa ocenica en el lomo central ocenico no funciona con la misma velocidad en todos sectores. Significa un segmento tiene una velocidad alta un otro segmento una velocidad baja. Los dos segmentos muestran entonces una desplazamiento entre s. Al otro lado del lomo central los segmentos se mueven hacia el otro continente. La misma falla de transformacin puede ser una falla sinistral en un sector y en el otro sector una falla destral. Normalmente los fallas de rumbo no cambian su sentido dextral o sinistral.

FALLAS CON DESPLAZAMIENTO VERTICAL: Entre el grupo de las fallas verticales se puede distinguir fallas normales y fallas inversas. Fallas normales son un producto de fuerzas extensionales, fallas inversas un producto de fuerzas de compresin.

Idea para diferenciar entre falla normal e inversa: Una falla normal produce un "espacio". Se puede definir un sondaje vertical sin encontrar un piso (o techo) de referencia. Una falla inversa produce una "duplicacin": Se puede definir un sondeo vertical para encontrar el mismo piso (o techo) de referencia dos veces.

imagen mejorada

Antittica-Homotetica En conjunto con falla normal - falla inversa se puede usar "antitetica" y "homotetica". La palabra antitetica indica que la falla y los estratos se inclinan hacia los direcciones opuestos. Homotetica significa, que los estratos y la falla tienen la misma direccin de inclinacin.

Fallas con desplazamiento horizontal: Existen principalmente dos tipos de fallas con un desplazamiento horizontal: Fallas con un sentido del movimiento sinistral (contra reloj) y fallas con un sentido del desplazamiento destral (sentido del reloj).

PLEGAMIENTO Plegamiento: tambin pliegue, es una deformacin de las rocas, generalmente sedimentarias,en la que elementos de carcter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamrficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y ms o menos paralelas entre s.

Los pliegues se originan por esfuerzos de compresin sobre las rocas que no llegan a romperlas; en cambio, cuando s lo hacen, se forman las llamadas fallas. Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectnicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: laterales, originados por la propia interaccin de las placas (convergencia) y verticales, como resultado del levantamiento debido al fenmeno de subduccin a lo largo de una zona de subduccin ms o menos amplia y alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento. Formacin de pliegues (ingls: folds): Principalmente existen dos tipos de materiales a respeto de su manera de deformacin: Materiales frgiles y materiales dctiles. Materiales frgiles muestran con aplicacin de una fuerza al primero solo una deformacin elstica. (Deformacin elstica: El material vuelve a su estado original). Con mayores fuerzas estos materiales se rompen sin mostrar una deformacin plstica. Ejemplo: La tiza puede sufrir una cierta cantidad de fuerzas, pero nunca se deforma plsticamente. En un momento el trozo de tiza se rompe (rotura). Materiales dctiles: Con pocas fuerzas tambin muestran una deformacin elstica (hastaaqu se puede volver a su estado principal), pero con la aplicacin de ms fuerzas el material muestra una deformacin plstica, es decir se deforma sin la posibilidad volver a su estado principal. S se aumenta ms las fuerzas tambin el material se rompe.

Ejemplo: Plastecina muestra una deformacin altamente plstica y nunca vuelve a su estado principal.

Plegamiento es un producto de una deformacin plstica, es decir una deformacin sin fracturamiento o rompimiento. Las fuerzas provocan una deformacin plstica no reversible. Esto tipo de deformacin ocurre en algunas tipos rocas principalmente apoyado por un aumento de la temperatura (metamorfismo). En la naturaleza se conocen un sin numero en tipos de pliegues. Los dimensiones pueden ser en milmetros hasta kilmetros. Elementos para describir un pliegue

Eje del pliegue: Lnea matemtica paralela del rumbo principal de la estructura. El eje tiene un azimut y puede ser inclinada. (En el ejemplo abajo se ve horizontal). El eje sirve para definir en pocas palabras la corrida de la estructura. Matemticamente existe una cantidad infinita de ejes en un pliegue. El conjunto de todos ejes se llama Plano Axial.

La Charnela de un pliegue es el punto ms curvado ("La curva"). La cresta el punto mselevado. Muchas veces los dos marcan al mismo punto.

Anticlinal / Sinclinal

La ondulacin hacia arriba se llama Anticlinal, la ondulacin hacia abajo se llama Sinclinal.

Un conjunto de pliegues que forma un Sinclinal se llama sinclinorio. Un conjunto de pliegues que forma un gran anticlinal se llama anticlinorio.

Caractersticas de un pliegue

Inmersin: ngulo que forman una lnea de charnela y el plano horizontal. Direccin: ngulo formado entre un eje del pliegue y la direccin norte - sur. Buzamiento: ngulo que forman las superficies de los flancos con la horizontal. Tipos de pliegues Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias caractersticas:

Por su forma Anticlinales: curvados hacia arriba (forma de A). El ncleo se encuentra en la parte inferiory ms antigua del pliegue.

Sinclinales: curvados hacia abajo (forma de U). El ncleo se encuentra en la parte superiory ms moderna del pliegue.

Por su simetra Simtricos respecto del plano axial Asimtricos respecto del plano axial. Por la inclinacin del plano axial Rectos: el plano axial se encuentra en posicin vertical. Inclinados: el plano axial se encuentra inclinado. Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos sepuede porducir una inversin del registro estratigrfico.

Por el espesor de sus capas Ispacos: sus capas tienen un espesor uniforme. Anispacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme. Por el ngulo que forman sus flancos Isoclinales: sus flancos son paralelos. Apretados: los flancos forman un ngulo agudo. Suaves: los flancos forman un ngulo obtuso. Asociaciones de pliegues Los pliegues no se suelen encontrar aislados, sino que se asocian. Las asociaciones ms sencillas de pliegues son:

Isoclinorio: los ejes de los pliegues son paralelos. Anticlinorio: los ejes de los pliegues convergen por debajo del pliegue, de modo que elconjunto de pliegues tiene forma de anticlinal.

Sinclinorio: los ejes de los pliegues convergen por encima del pliegue, de modo que elconjunto de pliegues tiene forma de sinclinal.

Descripcin de un pliegue (Tipos de pliegues)

Para describir un pliegue se puede usar varios parmetros. Depende de la cantidad de la informacin y de las necesidades de informacin: a) Angulo interflanco b) orientacin del plano axial c) simetra al respeto del plano axial d) Comportamiento del eje del pliegue e) Espejo del pliegue a) Uso del ngulo interflanco:

pliegue pliegue pliegue pliegue pliegue

isoclinal apretado cerrado abierto suave

b,c) simetra y orientacin del plano axial Tipos de pliegues (en perfil)

Existe un plano de simetra en el centro del pliegue y los dos flancos se inclinan casi en el mismo ngulo

Existe un flanco suave (de un manteo menor) y un flanco con un manteo mayor.

Pliegue volcado: Existe un flanco invertido. En un flanco invertido los estratos ms jvenes se ubican abajo.

Pliegue acostado: Plano axial con orientacin horizontal

Pliegues con planos axiales casi paralelos (vase ngulo interflanco): Pliegues isoclinales se puede encontrar en rocas metamrficas con dimensiones de centmetros. d) Eje del pliegue

1. Pliegue con eje horizontal: En un pliegue con eje horizontal muestran todos los flancos el mismo rumbo. Los dos flancos solamente tienen una direccin de inclinacin opuesta.

2. Pliegues con eje inclinado muestran diferentes direcciones de inclinacin, diferentes rumbos y diferentes manteos.

e) Espejo del pliegue

ANTICLINAL / SINCLINAL: El anticlinal: a)el centro es una eje de simetra b) los dos lados del anticlinal muestran direcciones (de inclinacin) diferentes. c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos. d) en el centro el manteo es pequeo o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta. f) en el centro (ncleo) afloran los estratos ms antiguos en los flancos los ms jvenes.

Sinclinala) el centro es una eje de simetra b) los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de inclinacin) diferentes (opuestos; 180). c) los estratos se inclinan siempre hacia el ncleo. d) en el centro el manteo es pequeo o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta. f) en el centro (ncleo) afloran los estratos ms jvenes en los flancos los ms antiguos.

Anticlinal en tres dimensiones:

Anticlinal en tres dimensiones con morfologa:

Todos los estratos tienen una resistencia contra la meteorizacin diferente. Los estratos ms blandos erosionan ms rpido como los estratos de mayor dureza. Entonces, valles o quebradas usan frecuentemente la corrida de un estrato blando. Anticlinales pueden formar valles o quebradas, s los estratos del ncleo son relativamente blando.

LA SISMOLOGA La sismologa (del griego seismos= sismos y logos= estudio) es la rama de la geologa que se encarga del estudio de terremotos y la propagacin de las ondas elsticas (ssmicas) que estos generan por el interior y superficie de la Tierra. Un fenmeno que tambin es de inters es el procesos de ruptura de rocas, ya que este es causante de la liberacin de ondas ssmicas. Un campo relacionado es la paleosismologa. La sismologa tambin incluye el estudio de maremotos y marejadas asociadas (tsunamis) y trepidaciones previas a erupciones volcnicas. En general los terremotos se originan en los lmites de placas tectnicas y son producto de la acumulacin de esfuerzos por interacciones entre dos o ms placas. Enviando ondas ssmica desde un punto hacia otro, se pudo completar un mapa del interior de la Tierra a una resolucin de varios cientos de kilmetros. Este proceso permiti a los cientficos identificar celdas de conveccin, plumas del manto y otras importantes caractersticas. ONDA SSMICA Las ondas ssmicas (u ondas elsticas) son la propagacin de perturbaciones temporales del campo de esfuerzos que generan pequeos movimientos en un medio. Las ondas ssmicas pueden ser generadas por movimientos telricos naturales, los ms grandes de los cuales pueden causar daos en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismologa que se encarga del estudio de este tipo de fenmenos fsicos. Las ondas ssmicas pueden ser generadas tambin artificialmente (en general por explosiones). La

ssmica es la rama de la sismologa que estudia estas ondas artificiales para por ejemplo la exploracin del petrleo. TIPOS DE ONDAS: Ondas de cuerpo Las ondas de cuerpo viajan a travs del interior de la Tierra. Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composicin del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de refraccin de ondas de luz. Las ondas de cuerpo transmiten los temblores preliminares de un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas de cuerpo son divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S). Ondas P Las ondas P son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la direccin de la propagacin. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a travs de cualquier tipo de material. Velocidades tpicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito. Ondas S Las ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado perpendicularmente a la direccin de propagacin, alternadamente hacia un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar nicamente a travs de slidos debido a que los lquidos no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material slido. Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se siente ms fuerte que sta. Por ejemplo en el ncleo externo, que es un medio lquido, no permite el paso de las ondas S. Ondas superficiales Las ondas superficiales son anlogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la Tierra. Se desplazan a menor velocidad que las ondas de cuerpo. Debido a su baja frecuencia provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas de cuerpo y son por ende las ondas ssmicas ms destructivas. Existen dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh y ondas Love. Ondas Rayleigh Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que viajan como ondulaciones similares a aquellas encontradas en la superficie del agua. La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt. Ondas Love

Las ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra. Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un matemtico britnico que cre un modelo matemtico de las ondas en 1911. Ssmica Las ondas ssmicas tambin se utilizadas en la exploracin petrolera y son generadas de diferentes formas: Minisismos generados por dinamita colocada en un pozo creado que pueden variar solo unas decenas de metros de profundidad. 2. Minisismos generados con un cable explosivo llamado geoflex. 3. Minisismos generados por vehculos llamados vibradores, stos son vehculos de varias toneladas de peso que tienen una plataforma de unos 3 por 4 metros de rea, y con un sistema electrnico, elctrico y mecnicohidrulico se monta sobre la placa y con todo el peso del vehculo golpea el suelo. Estos mtodos de generacin de ondas ssmicas se hacen con el fin de crear un rebote de estas ondas y que sean capturadas por unos dispositivos llamados sismodetectores o gefonos, los cuales a partir del movimiento que recibe del suelo genera una fuerza electromotriz (fem), por un efecto de induccin electromagntica de acuerdo a los principios de la Ley de Faraday. Esta fem. generada es enviada a un equipo llamado sismgrafo, el cual hace un registro de varios canales y estos registros son grabados en un medio magntico como una cinta magntica de carrete, un cartucho incluso en un disco duro. Posteriormente estos registros son enviados a un centro de proceso sismolgico para hacerle algunas correcciones y obtener una grfica que representa una fotografa de las estructuras de las capas del subsuelo. TERREMOTOS Se denomina sismo, sesmo o terremoto a las sacudidas o movimientos bruscos del terreno generalmente producidos por disturbios tectnicos o volcnicos. En algunas regiones de Amrica se utiliza la palabra temblor para indicar movimientos ssmicos menores y terremoto para los de mayor intensidad. En ocasiones se utiliza maremoto para denominar los sismos que ocurren en el mar. La ciencia que se encarga del estudio de los sismos, sus fuentes y de cmo se propagan las ondas ssmicas a travs de la Tierra recibe el nombre de sismologa. Origen El origen de la gran mayora de los terremotos se encuentra en una liberacin de energa producto de la actividad volcnica o a la tectnica de placas.1.

Los terremotos tectnicos se suelen producir en zonas donde la concentracin de fuerzas generadas por los lmites de las placas tectnicas dan lugar a movimientos de reajuste en el interior y en la superficie de la Tierra. Es por esto que los sismos de origen tectnico estn ntimamente asociados con la formacin de fallas geolgicas. Suelen producirse al final de un ciclo denominado ciclo ssmico, que es el perodo de tiempo durante el cual se acumula deformacin en el interior de la Tierra que ms tarde se liberar repentinamente. Dicha liberacin se corresponde con el terremoto, tras el cual, la deformacin comienza a acumularse nuevamente. A pesar de que la tectnica de placas y la actividad volcnica son la principal causa por la que se producen los terremotos, existen otros muchos factores que pueden dar lugar a temblores de tierra: desprendimientos de rocas en las laderas de las montaas, hundimiento de cavernas, variaciones bruscas en la presin atmosfrica por ciclones e incluso actividad humana. Estos mecanismos generan eventos de baja magnitud que generalmente caen en el rango de microsismos, temblores que solo pueden ser detectados por sismgrafos. El punto interior de la Tierra donde se produce el sismo se denomina foco ssmico o hipocentro, y el punto de la superficie que se halla directamente en la vertical del hipocentro- y que, por tanto, es el primer afectado por la sacudida -recibe el nombre de epicentro.

PARTES SISMICAS El movimiento ssmico se propaga mediante Ondas elsticas (similares al sonido), a partir del hipocentro. Las ondas ssmicas se presentan en tres tipos principales: dos de ellas son ondas de cuerpo que solo viajan por el interior de la Tierra y el tercer tipo corresponde a ondas superficiales, y son las responsables de la destruccin de obras y prdida de vidas humanas.

Ondas longitudinales, primarias o P: tipo de ondas de cuerpo que se propagan a unavelocidad de entre 8 y 13 km/s y en el mismo sentido que la vibracin de las partculas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando tanto lquidos como slidos. Son las primeras que registran los aparatos de medida o sismgrafos, de ah su nombre "P" o primarias.

Ondas transversales, secundarias o S: son ondas de cuerpo ms lentas que lasanteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmente en el sentido de vibracin de las partculas. Atraviesan nicamente los slidos y se registran en segundo lugar en los aparatos de medida.

Ondas superficiales: son las ms lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de lainteraccin entre las ondas P y S a lo largo de la superficie de la Tierra. Son las que producen ms daos. Se propagan a partir del epicentro y son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar. Este tipo de ondas son las que se registran en ltimo lugar en los sismgrafos.

Clases

Volcnicos: directamente relacionados con las erupciones volcnicas. Son de pocaintensidad y dejan de percibirse a cierta distancia del volcn. Slo en las explosiones de caldera, como las de Santorini o Krakatoa alcanzan grandes intensidades.

Tectnicos: originados por ajustes en la litosfera. El hipocentro suele encontrarse localizadoa 10 25 kilmetros de profundidad, aunque algunos casos se llegan a detectar profundidades de hasta 70 kilmetros y tambin pueden ser ms superficiales. Se producen por el rebote elstico que acompaa a un desplazamiento de falla.

Batisismos: su origen no est del todo claro, caracterizndose porque el hipocentro seencuentra localizado a enormes profundidades (300 a 700 kilmetros), fuera ya de los lmites de la litosfera. Se pueden deber a transiciones crticas de fase en las que materiales que subducen se transforman bruscamente, al alcanzarse cierto valor de presin, en otros ms compactos.

Registro de intensidad de los Sismos Los aparatos utilizados para el registro grfico de los movimientos ssmicos reciben el nombre de sismgrafos, y la grfica donde va quedando plasmada la amplitud y duracin del paso de las ondas, sismograma. La intensidad se mide por los efectos destructivos que ha tenido el sesmo sobre los bienes humanos y para ello se emplean unas escalas cualitativas que expresan en "grados" los anteriores efectos. Las ms empleadas son las de Mercalli y Richter:

Escala de Richter: una escala logartmica que se usa para medir la energa liberada por unterremoto. Mide magnitud.

Escala de Mercalli: es una escala cualitativa usada para medir "intensidad" o los efectoscausados por terremotos en edificios, construcciones y personas.

Se denominan curvas isosistas a las que unen los puntos donde el terremoto ha tenido igual intensidad y se sitan rodeando al epicentro. Las curvas homosistas son las que unen los puntos donde el terremoto se ha sentido a la misma hora. Distribucin geogrfica No todas las regiones de la Tierra son igualmente propensas a las sacudidas ssmicas. Estudiando la distribucin de los hipocentros de los distintos terremotos que han tenido lugar a lo largo de la historia, se ha dividido la superficie terrestre en tres zonas distintas:

Regiones ssmicas: zonas activas de la corteza terrestre muy propensas a sufrir grandesmovimientos ssmicos. Suelen coincidir con regiones donde se levantan cadenas montaosas de reciente formacin (orognesis).

Regiones penissmicas: zonas en las que slo se registran terremotos dbiles y no conmucha frecuencia.

Regiones assmicas: zonas muy estables de la corteza terrestre en las que raramente seregistran terremotos. Son sobre todo regiones muy antiguas de corteza de tipo continental (escudos).

En esta tabla se resumen los peores sismos del mundo de los cuales se tiene noticia.

Fecha

Magnitud

Epicentro

Zonas afectadas

Daos y prdidas humanas

Ao 526

X

X

Costa Mediterrneo Corintio, Grecia

del

200.000 Muertos

826

X

X

45.000 Muertos 1.100.000 muertos, sismo ms trgico y antiguo. 60.000 muertos Ms de muertos 830.000

1201

X

X

Oriente Medio

1268

8,4

X

Sicilia, Italia

1556

X

X

Shaan-si, China

26/01/1531 X

Cerca Lisboa, Portugal Shenshi, China Shemaka, Cucaso

de Portugal 30.000 Muertos

23/01/1556 X

China.

830.000 muertos

Noviembre X de 1667 11/01/1693 X

Cordillera Caucsica

80.000 muertos

Catania, Italia Italia

60.000 muertos

11/10/1737 X

Norte de India, Cordillera del Calcuta, India Himalaya, sur de 30.000 muertos Pakistn y Bangladesh.

07/06/1755 X

Costa de Irn junto al Mar Norte de Irn Caspio

40.000 muertos

01/11/1755 X

Lisboa, Portugal

Portugal, Espaa y Norte de frica. Se dej sentir en Francia y Estados Unidos. El tsunami 70.000 muertos producido afect el norte de frica y la Pennsula Ibrica

04/02/1783 X

Calabria, Italia Quito, Ecuador

Italia

50.000 muertos

04/02/1797 X

Ecuador

40.000 muertos

1811-1812 3,6 - 6,7

Nuevo Madrid, Missouri

La mayor serie de movimientos ssmicos afectaron a Estados Unidos: 270 muertos cambi varios cursos del cauce del ro Misisipi Asia

05/09/1822 X

Allepo, menor Echigo, Japn

Asia menor

22.000 muertos

18/12/1828 X

Japn

30.000 muertos

13/08/1868 X

X

Arica, Per. Despus de ser destruida por el 25.000 muertos terremoto, Arica fue arrasada por grandes olas. Todos los barcos

anclados en las baha fueron destruidos. Ecuador Colombia y

16/08/1868 X

X

70.000 muertos

03/04/1872 7,5

X

Antiquia, Turqua.

Ms de muertos

1.000

15/06/1896 X

X

Riku-ugo, Japn

22.000 muertos

18-041906

8,6

San Francisco, Cerca de San Santa Rosa, 700 muertos y Francisco, Salinas y San 28.000 edificios Estados Jos, Estados destruidos. Unidos Unidos Valparaso, Chile

16-081906

8,6

Chile

20.000 Muertos

28/12/1908 7,5

Mesina, Italia Italia Avezzano, Italia

120.000 muertos

13/01/1915 7,0

Italia

30.000 muertos

1917

7,0

Cercas de Los ngeles, California California Kansu, China China

No se calcularon los muertos ni daos 180.000 muertos

16/12/1920 8,5

01-091923

8,3

140.000 muertos y Tokio, Japn Tokio y Yokohama ms de la mitad de Tokio destruida

01-101923

8,2

Kwato, Japn Japn

143.000 muertos

26-121932

7,6

Kansu, China China

70.000 muertos

02-031933

8,9

Costa Noroeste, Japn

Noroeste Japn

de Aprox. muertos

2.990

10-031933

6,3

Long Beach (Sur de California), California Estados Unidos

117 muertos.

15-011934

8,4

Bihar, Nepal

India y Nepal

10.700 muertos

1934

7,5

Frente Panam

a

Panam

Desconocido

31-031935 31-051935 24-011939 26-121939 18-051940 04-031942 1943

8,4

X

Quetta, Beluchistn

Ms de muertos

30.000

7,5

Queta, India

India

50.000 muertos

8,3

Chilln, Chile Chile

28.000 muertos

7,9

X

Erzincn, Turqua 33.000 muertos

7,1

X

Imperial Valley, 9 muertos Estados Unidos

X

X

Japn

82.000 muertos

7,5

Noroeste de

Puerto Rico

Daos importantes

Puerto Rico 22-011944 08-121946 02-061948 04-031952 21-061952 San Juan, Argentina Argentina Shiho-Ku, Japn Ms de muertos 10.000

8,5

X

Japn

2.000 muertos

X

Fuku-i, Japn Japn

Aprox. muertos Aprox. muertos

5.100

X

Hokkaido, Japn

Japn

8.233

7,7

X

Bakersfield

12 muertos

1953

X

X

Isla del mar Desconocido Jnico, Grecia

1954

6,7

Orlansville, Argelia

Argelia

1.000 muertos

1957

X

X

Norte de Irn

Ms de muertos

25.000

18-081959

8,2

Montana, cerca del parque Montana y Yellowstone, alrededores Estados Unidos Agadir, Marruecos Valdivia, Chile ms

Sin vctimas. sus Caus el desplome de una montaa sobre un ro

29-021960 22-051960

X

Marruecos

Ms de muertos

16.000

9,5 (El

Chile, el tsunami 2.000 muertos en producido por este Chile, ms 3.000 sismo se propag mil en las costas

grande registrado)

por todo el Ocano Pacfico. Afect Hawaii y Japn principalmente. Valdivia se hundi 4 metro bajo el nivel del mar Irn Irn

de Ocano Pacfico, con 2.000.000 de damnificados

1962

X

Desconocido La sacudida dur 20 segundos pero dej convertida la ciudad en un montn de ruinas y sepult entre los escombros a millares de personas Aunque parezca muy increble, este sus sismo dej 26 muertos y 447 heridos

26-071963

X

X

Skopj, Yugoslavia

04-061964

4,6

Nigata, Japn

Nigata y alrededores

1964

X

X

Valdes-Alaska, Estados Unidos Valparaso, Chile Nagano, Japn

Desconocido

1965 1965 19-081966

X X

X X Turqua oriental

Varios muertos Desconocido Aprox. muertos 2.520

6,7

Turqua

26-021968

Magnitud desconocida, X slo se sabe que fueron

Miyazaki, Japn

42 heridos

tres sismos consecutivos 31-081968 31-051970 Cercas del Norte de Irn norte de Irn Huaylas, Per Ms de muertos Ms de muertos 12.000

X

7,7

Per

50.000

1970

X

X

Turqua

Numerosos muertos, cantidad desconocida Al menos 22.778 muertos

04-021976 28-071976 16-091978

7,5

Guatemala

Guatemala

7,8

Tangshan, China Noreste Irn de

Tangshan, China

240.000 muertos

7,7

Noreste de Irn

25.